盛 琛, 陳 彬, 安郁輝, 張 欣, 陳立雷, 劉 健

長江口泥質(zhì)區(qū)24Z孔沉積物粒度特征及對(duì)洪水事件的沉積響應(yīng)

盛 琛1, 2, 陳 彬2, 3, 安郁輝4, 張 欣5, 6, 陳立雷2, 劉 健2, 3

(1. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 海洋學(xué)院, 北京 100089; 2. 中國地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所, 山東 青島 266071; 3. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國家實(shí)驗(yàn)室海洋礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)與探測(cè)技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266071; 4. 山東科技大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院, 山東 青島 266590; 5. 中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 地球科學(xué)學(xué)院, 湖北 武漢 430074; 6. 中國地質(zhì)科學(xué)院, 北京 100032)

對(duì)長江口泥質(zhì)區(qū)24Z孔的沉積物柱狀樣進(jìn)行了粒度和元素分析, 根據(jù)沉積物的粒度特征可將巖芯從下到上分為3個(gè)階段: A階段(1931—1964年)粒度參數(shù)的波動(dòng)較小, 各層位平均粒度在5.58~7.65; B階段(1964—1983年)粒度參數(shù)波動(dòng)范圍比A階段更小, 整個(gè)階段沒有出現(xiàn)明顯峰值,在6.51~7.37; C階段(1983—2003年)粒度參數(shù)波動(dòng)范圍明顯增大, 出現(xiàn)多個(gè)峰值,在5.59~7.46。元素Zr和Rb質(zhì)量比(Zr/Rb)的大小實(shí)際上反映了粗粒級(jí)礦物與黏土粒級(jí)礦物的相對(duì)含量的高低, 24Z孔的沉積物中Zr/Rb波動(dòng)范圍在1.02~3.59, 出現(xiàn)了多個(gè)明顯的峰值。利用24Z孔沉積物平均粒度和Zr/Rb識(shí)別出多個(gè)突變層位, 結(jié)合長江中下游洪水水文記錄, 發(fā)現(xiàn)突變層位年代與20世紀(jì)80年代后的水文洪水年份有著較好的對(duì)應(yīng), 這可能與長江主泓的變化有關(guān)。對(duì)比突變層位與正常層位的粒度特征, 突變層位沉積物的粒度頻率曲線呈負(fù)偏態(tài)且峰高而尖, 正常層位粒度頻率曲線呈正偏態(tài)且峰低而寬, 同時(shí), 概率累積曲線也指示突變層位沉積物在沉積過程中受到了更強(qiáng)的水動(dòng)力作用。研究長江口泥質(zhì)區(qū)南部24Z孔的沉積物粒度特征和對(duì)洪水事件的沉積響應(yīng), 可以更好地了解長江洪水所攜帶的粗顆粒物質(zhì)在長江口泥質(zhì)區(qū)的分布范圍, 有助于重建長江流域古洪水從而更好的認(rèn)識(shí)長江流域洪水發(fā)生的規(guī)律。

粒度; 長江口泥質(zhì)區(qū); 洪水事件; Zr和Rb質(zhì)量比(Zr/Rb)

長江口泥質(zhì)區(qū)海陸相互作用強(qiáng)烈, 沉積物記錄了豐富的地質(zhì)環(huán)境演化信息, 沉積物的粒度指標(biāo)是反應(yīng)沉積變化的重要指標(biāo)。肖尚斌等[1]對(duì)浙閩沿岸長江泥質(zhì)區(qū)千年尺度的沉積物粒度進(jìn)行了研究, 楊作升等[2]對(duì)長江口泥質(zhì)區(qū)沉積物粒度變化的影響因素進(jìn)行了探討, 認(rèn)為影響長江泥質(zhì)區(qū)粒度變化的主要原因是長江入海主泓的變遷。但是到目前為止, 對(duì)于長江口泥質(zhì)區(qū)年際粒度變化的影響因素仍有一些爭議[3-6]。

長江洪水災(zāi)害是我國頻率高、為患嚴(yán)重的自然災(zāi)害之一[7], 近百年來, 長江洪水頻發(fā)嚴(yán)重危害了社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展和人民生活。已有研究表明, 全球變暖可能進(jìn)一步影響大河流域的旱澇變化[8], 從而增加了洪水發(fā)生的概率。因此研究長江流域洪水發(fā)生的規(guī)律, 成為了我國全球變化研究的重要內(nèi)容。大洪水期間, 沉積物的粒度和化學(xué)特征往往發(fā)生明顯改變。與陸地環(huán)境中沉積物暴露在空氣中并受到侵蝕相比, 海洋沉積物的事件沉積序列通常保存較好[9]。因此, 近十幾年來, 很多學(xué)者選擇在長江口附近的水下區(qū)域進(jìn)行洪水重建的研究[9-14]。但是前人在重建長江洪水時(shí)選擇的站位一般局限在長江口門附近及長江口水下三角洲北部區(qū)域[9-11], 目前對(duì)于長江口泥質(zhì)區(qū)南部重建古洪水的情況尚不清楚。

因此, 本研究對(duì)24Z孔開展了粒度和元素的分析工作, 分析長江口泥質(zhì)區(qū)的南端沉積物的粒度特征, 并嘗試?yán)闷骄６?、元素Zr和Rb質(zhì)量比(Zr/Rb), 在百年尺度上研究長江口泥質(zhì)區(qū)南端對(duì)長江中下游洪水的響應(yīng)情況。

1 區(qū)域背景

長江口泥質(zhì)區(qū)空間上位于長江水下三角洲前緣斜坡的下端[2], 該區(qū)域附近流系主由長江沖淡水、臺(tái)灣暖流、黃海沿岸流、東海沿岸流組成(圖1)。長江入海泥沙在長江沖淡水的推動(dòng)下, 約有40%堆積在南北港的口門附近, 約有30%堆積在長江口泥質(zhì)區(qū)[15]。長江口泥質(zhì)區(qū)的沉積物組成以黏土質(zhì)粉砂為主, 近百年來平均沉積速率3.5 cm/a, 沉積速率最高可達(dá)5.4 cm/a[2, 16-19]。大通水文站距長江河口近680 km, 位于長江感潮河段最上段, 為長江徑流量的總控制站, 控制流域面積占長江總流域面積的95%, 是長江入海水沙的參考站[20]。大通站入海流量和泥沙量的數(shù)據(jù)[21-23]顯示(圖2), 1930—2003年長江入海徑流量沒有明顯的降低, 而是在一定范圍內(nèi)波動(dòng), 1930—2003年平均入海徑流量921.32 km3/a。1955—2003年長江入海泥沙量持續(xù)減小, 1964年最大為674.70× 109kg/a, 2003年最小為147.66×109kg/a。

圖1 站位位置圖和長江河口河汊形勢(shì)圖[2, 24]

YSCC: 黃海沿岸流; CDW: 長江沖淡水; ZCC: 浙閩沿岸流, 實(shí)線代表冬季, 虛線代表夏季; TaWC: 臺(tái)灣暖流

圖2 長江入海徑流量及泥沙量變化(據(jù)文獻(xiàn)[21-23]改繪)

長江河口復(fù)雜的地形地貌及其演變對(duì)長江入海泥沙在河口局部空間的分布有很大的影響[2]。長江河口在平面上呈現(xiàn)三級(jí)分汊, 四口分流的格局[24](圖1)。第一級(jí)分汊被崇明島分為南北兩支, 第二分汊是南支在吳淞口以下被長興島和橫沙島被分為南港和北港, 第三級(jí)分汊是南港被九段沙分隔為南槽和北槽。長江河口流路的分汊和對(duì)應(yīng)入海主泓位置的演變直接影響到入海水沙與長江口泥質(zhì)區(qū)距離的遠(yuǎn)近, 繼而影響入海泥沙不同粗細(xì)的組份到達(dá)泥質(zhì)區(qū)的距離[2]。

2 材料與方法

2.1 樣品情況

24Z孔(122°44′22.2″N、30°30′2.6″E)巖芯是由中國海洋大學(xué)“東方紅2號(hào)”科考船于2003年4月在長江口泥質(zhì)區(qū)取得, 取樣方式為重力取樣, 該站位水深約41.3 m(圖1)。24Z孔巖芯全長247 cm, 上下兩端無缺失, 主體呈青灰色, 成分均一, 以黏土質(zhì)粉砂為主, 夾有細(xì)砂質(zhì)、砂質(zhì)粉砂薄層。所夾薄層主要出現(xiàn)在0~90 cm段, 顏色為灰黃色, 厚度在2~10 mm, 呈層狀分布。

24Z站位在進(jìn)行多環(huán)芳烴沉積通量的研究中已經(jīng)進(jìn)行了年代測(cè)定, 采用CIC模式(恒定通量—恒定沉積速率模式)來測(cè)得該區(qū)域的沉積速率為3.38 cm/a, 對(duì)應(yīng)沉積年代為1930—2003年(圖3)[16]。

圖3 24Z孔210Pb測(cè)年(據(jù)文獻(xiàn)[16]改繪)

2.2 樣品處理和測(cè)試

巖芯沉積物的粒度分析測(cè)試在中國海洋大學(xué)海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。粒度分析利用的是英國馬爾文公司(Malvem)生產(chǎn)的Mastersize2000型激光粒度分布測(cè)量儀, 巖芯取樣間隔為1 cm。樣品首先經(jīng)過濃度為30%的雙氧水和1 mol/L的鹽酸浸泡處理, 去除有機(jī)質(zhì)和碳酸鹽, 然后用0.5 mol/L六偏磷酸鈉作為分散劑制成懸濁液, 靜置24 h后上機(jī)分析, 激光粒度儀測(cè)量范圍為0.02~2 000 μm, 重復(fù)測(cè)量的誤差小于3%。

巖芯沉積物的元素分析測(cè)試也是在中國海洋大學(xué)海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。元素分析利用的是能量色散型臺(tái)式偏振X熒光光譜儀(XRF), 巖芯在0~170 cm處取樣間隔為1 cm, 在170~247 cm處取樣間隔為3 cm。首先取4 g左右的樣品進(jìn)行烘干研磨, 然后將樣品裝入半徑為16 mm的聚乙稀塑料上機(jī)杯內(nèi), 將杯中樣品壓實(shí), 并保證底部薄膜和樣品的平整, 最后上機(jī)進(jìn)行元素含量的測(cè)定, 每分析10個(gè)樣品中保證加一個(gè)標(biāo)樣, 測(cè)試的相對(duì)誤差小于2%。元素分析主要測(cè)試了常量元素Si、Fe、Mn、Mg、Mn、Ca、Na、Ti、P、K、Cl、S和微量元素V、Cu、Ni、Pb、Zn、As、Sr、Ga、Rb、Zr、Nb、Y的含量, 在本次研究僅使用到了與粒度密切相關(guān)的Fe、Ti、Sr、Zr和Rb的含量。

3 結(jié)果

3.1 粒度特征

該巖芯沉積物類型均為黏土質(zhì)粉砂(圖4)。粉砂的組分百分比波動(dòng)較大, 在60.31%~89.91%; 黏土的組分百分比在9.75%~39.52%; 砂的組分百分比在0.09%~17.43%。

根據(jù)巖芯沉積物組分百分比的變化和粒度參數(shù)的波動(dòng)情況將其分為3個(gè)層段(圖4)。A段(136~247 cm, 1931—1964年), 各個(gè)層位平均粒度波動(dòng)范圍在5.58~7.65, 偏態(tài)波動(dòng)范圍在0.05~0.48, 分選系數(shù)介于1.24~2.10, 峰態(tài)波動(dòng)范圍在0.86~1.56, 粒度參數(shù)的波動(dòng)較小; B段(70~136 cm, 1964—1983年),在6.51~7.37, 偏態(tài)波動(dòng)范圍在0.03~0.17, 分選系數(shù)介于1.43~1.80, 峰態(tài)波動(dòng)范圍在0.89~1.07, 該段相較于A段粒度參數(shù)波動(dòng)范圍更小, 整段沒有出現(xiàn)明顯峰值; C段(0~70 cm, 1983—2003年),在5.59~7.46, 偏態(tài)波動(dòng)范圍在0.04~0.43, 分選系數(shù)介于1.45~1.96, 峰態(tài)波動(dòng)范圍在0.88~1.25, 該段粒度參數(shù)的波動(dòng)范圍明顯增大。A段平均為7.32, B段平均為7.14, C段平均為6.65, 粒度從下到上逐漸變粗。

圖4 巖芯粒度組成和粒度參數(shù)變化

3.2 元素特征

本研究選取了Sr、Ti、Zr、Rb、Fe這些和粒度密切相關(guān)的元素(圖5)。元素Sr、Zr、Rb的波動(dòng)變化情況和粒度波動(dòng)情況相似, 在C段0~70 cm處, 元素含量波動(dòng)大, 在B段70~136 cm處, 元素含量較為穩(wěn)定, 在A段136~247 cm處, 元素含量存在波動(dòng), 但是波動(dòng)范圍較小。此外, Zr和Rb的含量具有較好的反相關(guān)。元素Fe和Ti的含量具有相似的變化趨勢(shì), 在0~185 cm處波動(dòng)不大, 在185 cm處以下隨著深度增加含量增加, Fe在23 cm、67 cm處出現(xiàn)兩處峰值, Ti在23 cm、57 cm和141 cm處出現(xiàn)三處峰值。

Zr元素的獨(dú)立礦物是鋯石和斜鋯石, 由于鋯石抗風(fēng)化能力強(qiáng), 與石英等穩(wěn)定礦物一起在粗顆粒中富集[25-26]。沉積物中Zr的質(zhì)量比變化較大, 波動(dòng)范圍在151.61~323.96 mg/kg, 標(biāo)準(zhǔn)差39.41 mg/kg, 標(biāo)準(zhǔn)差較大說明了各層位沉積物Zr含量的的離散程度較大。元素Rb屬于典型的分散元素, 在風(fēng)化過程中, Rb趨向于在黏土礦物等細(xì)顆粒中富集[27-28]。沉積物中Rb的質(zhì)量比波動(dòng)范圍在90.22~154.73 mg/kg, 標(biāo)準(zhǔn)差13.34 mg/kg, 說明了Rb含量的波動(dòng)范圍小。Zr/Rb的大小實(shí)際上反映了粗粒級(jí)礦物與黏土粒級(jí)礦物的相對(duì)含量的高低[25, 29]。沉積物中Zr/Rb波動(dòng)范圍在1.02~3.59, 平均為1.59, 標(biāo)準(zhǔn)差0.51。

4 討論

4.1 突變層位與洪水事件的對(duì)照

長江流域地處亞熱帶季風(fēng)氣候, 雨量充沛, 洪水事件較多[30-31]。根據(jù)施雅風(fēng)等統(tǒng)計(jì)[32-33], 在1930—2003年期間, 共發(fā)生了16次大洪水。長江洪水可以按照覆蓋范圍分為全流域性洪水和區(qū)域性洪水兩種[34]。本次研究考慮長江流域洪水對(duì)下游的影響, 選取了1930—2003年期間的全流域洪水和中下游洪水, 共計(jì)9次(表1)。在本次研究選取的9次洪水中, 全流域洪水3次, 分別發(fā)生在1931、1954和1998年, 其中1954年洪水的洪峰流量(大通站)高達(dá)92 600 m3/s。

洪水期間水動(dòng)力作用增強(qiáng), 導(dǎo)致沉積物粒度變粗、粗粒級(jí)礦物含量升高。綜合分析沉積物粒度、Zr/Rb, 可以明顯地識(shí)別出24Z巖芯的幾個(gè)突變的層位(圖6)。

圖5 24Z站元素含量隨深度變化情況

表1 1930—2003年間全流域洪水和中下游洪水(據(jù)文獻(xiàn)[33], 有修改)

注: “—”表示無數(shù)據(jù); “*”為6—9月流量距平。

在定年1997—1998年位置, 平均粒度和Zr/Rb為峰值, 推測(cè)對(duì)應(yīng)于1998年和1999年洪水。依次對(duì)應(yīng), 沉積突變層1993、1990年對(duì)應(yīng)1995、1991年兩次洪水。沉積突變層測(cè)年1980年對(duì)應(yīng)1980年洪水, 沉積物突變層1949年對(duì)應(yīng)了1949年洪水。部分層位的對(duì)應(yīng)年齡和洪水年份偏差1~2 a, 這可能是由于假定沉積速率恒定與實(shí)際沉積速率的差別導(dǎo)致的。

1983年沉積突變層峰高而寬, 且在該年份沒有全流域洪水及中下游洪水發(fā)生, 這可能是由于1983年漢江及長江中游發(fā)生洪水, 洪水切割江亞南邊灘形成江亞南槽[24], 在江亞南邊灘形成過程中大量泥沙輸入, 巖芯沉積物粒度和Zr/Rb發(fā)生突變。1983年后, 南槽分流分沙比分別達(dá)到50%和60%左右[24], 巖芯沉積物平均粒度變粗、粒度參數(shù)的波動(dòng)性變大(圖6), 這與楊作升等[2]認(rèn)為20世紀(jì)80年代后南北槽分流分沙比變化導(dǎo)致了長江口泥質(zhì)區(qū)粒度變粗、粒度參數(shù)的波動(dòng)性變大是一致的。

突變層測(cè)年2002年和1962年沒有對(duì)應(yīng)洪水事件, 但是2002年和1962年大通站洪峰流量都超過了60 000 m3/s, 是正常徑流量的2~3倍, 因此長江入海過程中可能攜帶更多的粗顆粒物質(zhì), 導(dǎo)致2002年和1962年的峰值。1954年、1969年洪水對(duì)應(yīng)年份的粒度和Zr/Rb都沒有出現(xiàn)峰值, 這兩次洪水在該站位沒有留下沉積記錄。1931年、1938年和1945年前后的粒度峰值明顯, 而Zr/Rb曲線相對(duì)較為平直, 這可能與元素測(cè)試的分樣間隔變大有關(guān), 因此, 綜合分析沉積物粒度、Zr/Rb并不能確定1931年洪水是否該站位留下了沉積記錄。

4.2 突變層位與正常層位的粒度特征

一般而言洪水期的水動(dòng)力作用強(qiáng)勁, 這會(huì)導(dǎo)致洪水期和非洪水期的沉積物粒度特征存在差異。我們選取了突變層位(20、45、69、184 cm)和正常層位(90、172、230 cm)進(jìn)行對(duì)比(圖7)。

根據(jù)沉積物的粒度頻率曲線圖(圖7a), 突變層位和正常層位的粒度頻率曲線都是單峰, 這說明了該位置沉積物的物源來源單一。正常層位的曲線峰低而寬, 主峰在8 μm左右, 中值粒度和平均粒度小; 突變層位曲線峰高而尖, 184 cm層位主峰在20 μm左右, 20、45、69 cm層位的主峰都在40 μm左右, 可以看出在突變層位中值粒度和平均粒度變粗, 代表了水動(dòng)力作用的增強(qiáng)。

圖6 24Z孔突變層位與水文記錄洪水年份對(duì)比

圖7 突變層位與正常層位粒度頻率曲線(a)、正常層位(b)和突變層位(c)正態(tài)概率累積曲線

概率累積曲線圖(圖7b, 圖7c)中, 突變層位的概率累積曲線和正常層位的概率累積曲線存在著明顯差異。正常層位概率累積曲線為兩段式, 在非洪水期間沉積物主要搬運(yùn)方式為懸浮搬運(yùn), 曲線較為平緩, 說明沉積物以細(xì)顆粒物質(zhì)為主, 分選性較好。突變層位累積概率曲線為三段式, 沉積物主要搬運(yùn)方式也是懸浮搬運(yùn), 但是在突變層位的概率累積曲線中可以明顯看出兩種不同水動(dòng)力狀態(tài)的影響, 較陡一段主要指示強(qiáng)的水動(dòng)力條件, 較緩一段主要指示相對(duì)弱的水動(dòng)力條件。對(duì)比突變層位和非洪水期巖芯平均概率曲線, 顯示突變層位的沉積物分選性差且受到了較強(qiáng)的水動(dòng)力作用。

4.3 洪水事件的沉積響應(yīng)

1954年、1969年兩次洪水事件都沒有在沉積物中留下記錄, 尤其是在1954年洪峰流量(大通站)高達(dá)92 600 m3/s, 但粒度和Zr/Rb都沒有出現(xiàn)峰值。1949年洪水雖然在沉積層中得到了響應(yīng), 但是較1980年之后的突變層位, 該層位平均粒度和Zr/Rb都較小, 粒度頻率曲線和概率累積曲線也都顯示1949年層位水動(dòng)力環(huán)境較弱。整體來看, 1980年前沉積物記錄不能和長江流域大洪水很好的對(duì)應(yīng)。而在1980年后, 沉積物的突變層很好的記錄了多次洪水事件, 且洪水層位的平均粒度和Zr/Rb較高, 粒度頻率曲線和概率累積曲線也都顯示出沉積過程中較強(qiáng)的水動(dòng)力條件。

造成上述結(jié)果的原因可能比較復(fù)雜。在以往的研究中, 楊作升等[2]發(fā)現(xiàn)百年來長江口泥質(zhì)區(qū)沉積物粒度變化主要與同時(shí)期長江水沙入海主泓通道的位置以及主汊道的分沙比三階段演變相對(duì)應(yīng), 主泓入海位置與泥質(zhì)區(qū)距離的遠(yuǎn)近是影響泥質(zhì)區(qū)粗、細(xì)粒級(jí)含量變化的主要原因。一般而言, 洪水期水動(dòng)力強(qiáng)勁, 長江攜帶大量粗顆粒物質(zhì)入海, 導(dǎo)致泥質(zhì)區(qū)沉積物粒度變粗, 因此粒度分布特征是洪水最直觀的指標(biāo)[10]。長江流域主泓的改變是影響長江口泥質(zhì)區(qū)沉積物粒度特征的主要原因, 也進(jìn)一步影響了洪水事件的沉積記錄, 我們認(rèn)為長江主泓的變化可能是影響該位置洪水記錄的主要原因之一。1978—1980年南港分沙超過北港, 1983年后南槽分流分沙比達(dá)到50%和60%左右, 這可能使得該位置能夠更好地接受長江流域沉積物的洪水訊號(hào), 導(dǎo)致在1980年后沉積物的的平均粒度變粗, 且突變層很好地記錄了多次洪水事件。同時(shí), 不可忽略的是改革開放后大量的人類活動(dòng)會(huì)導(dǎo)致水土的流失, 這為長江入海沉積物提供了大量的物質(zhì), 在一定程度上也可能使得長江在洪水期入海粗顆粒物質(zhì)得到增強(qiáng)。

5 結(jié)論

1) 根據(jù)24Z孔沉積物的粒度特征將巖芯從下到上可分為3個(gè)階段: A段136~247 cm處, 對(duì)應(yīng)年代為1931年至1964年, 粒度參數(shù)的波動(dòng)較小, 整段平均為7.32; B段70~136 cm處, 對(duì)應(yīng)年代為1964—1983年, 整段各參數(shù)沒有出現(xiàn)明顯峰值, 整段平均為7.14; C段0~70 cm處, 對(duì)應(yīng)年代為1983—2003年, 各參數(shù)出現(xiàn)多個(gè)峰值,平均為6.65。粒度從下到上逐漸變粗。

2) 1983年左右沉積物粒度出現(xiàn)了一處明顯峰值, 且之后沉積物平均粒度變粗、粒度參數(shù)的波動(dòng)性變大。這可能是由于1983年漢江及長江中游發(fā)生洪水, 洪水切割江亞南邊灘形成江亞南槽[24], 在江亞南邊灘形成過程中大量泥沙輸入, 這一事件導(dǎo)致此后長江南槽分流分沙比提高, 巖芯沉積物平均粒度粗化。

3) 在1980年后, 沉積物的突變層較好的記錄了多次洪水事件。我們認(rèn)為長江主泓的變化可能是影響該位置洪水記錄的主要原因之一。同時(shí), 改革開放后大量的人類活動(dòng)導(dǎo)致了水土的流失, 這為長江入海沉積物提供了大量的物質(zhì), 在一定程度上也可能使得長江在洪水期入海粗顆粒物質(zhì)得到增強(qiáng)。

致謝: 感謝復(fù)旦大學(xué)環(huán)境科學(xué)與工程系郭志剛教授和上海海洋大學(xué)林田教授對(duì)實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)整理分析方面的幫助。

[1] 肖尚斌, 李安春. 東海內(nèi)陸架泥區(qū)沉積物的環(huán)境敏感粒度組分[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2005, 23(1): 122-129. Xiao Shangbin, Li Anchun. A study on environmentally sensitive grain-size population inner shelf of the east China Sea[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2005, 23(1): 122-129.

[2] 楊作升, 陳曉輝. 百年來長江口泥質(zhì)區(qū)高分辨率沉積粒度變化及影響因素探討[J]. 第四紀(jì)研究, 2007, 27(5): 690-699. Yang Zuosheng, Chen Xiaohui. Centurial high resolution records of sediment grain-size variation in the mud area off the Changjiang (Yangtze River) estuary and its influencial factors[J]. Quaternary Sciences, 2007, 27(5): 690-699.

[3] 羅向欣, 楊世倫, 張文祥, 等. 近期長江口—杭州灣鄰近海域沉積物粒徑的時(shí)空變化及其影響因素[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2012, 30(1): 137-147. Luo Xiangxin, Yang Shilun, Zhang Wenxiang, et al. Recent spatial pattern and temporal variation in sediment grain size in the inshore area adjacent to the Yangtze Estuary and Hangzhou Bay[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2012, 30(1): 137-147.

[4] 陳靜, 趙寶成, 戰(zhàn)慶. 長江口水下三角洲北部近百年沉積物粒度組成及其對(duì)水動(dòng)力環(huán)境的響應(yīng)[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2014, 32(4): 692-699. Chen Jing, Zhao Baocheng, Zhan Qing. Grain-size of recent sediments in the North of Changjiang Subaqueous Delta and its implication of estuarine hydrodynamics[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2014, 32(4): 692-699.

[5] 張瑞, 汪亞平, 高建華, 等. 長江口水下三角洲泥質(zhì)區(qū)近期沉積物粒度變化特征及其影響因素[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2011, 31(5): 9-16. Zhang Rui, Wang Yaping, Gao Jianhua, et al. Recent variation in sediment grain-size in the mud area of Changjiang Subaqueous Delta an its infuence factors[J]. Marine Geology and Quaternary Geology, 2011, 31(5): 9-16.

[6] 戰(zhàn)慶, 王張華, 陳勇, 等. 長江口水下三角洲沉積物粒度組成及其在減沙背景下的響應(yīng)[J]. 地質(zhì)通報(bào), 2016, 35(10): 1715-1723. Zhan Qing, Wang Zhanghua, Chen Yong, et al, Grain size of recent sediments in Yangtze River subaqueous delta and its response to sediments supply decline[J]. Geological Bulletin of China, 2016, 35(10): 1715-1723.

[7] 史培軍, 王季薇, 張鋼鋒, 等. 透視中國自然災(zāi)害區(qū)域分異規(guī)律與區(qū)劃研究[J]. 地理研究, 2017, 36(8): 1401-1414.Shi Peijun, Wang Jiwei, Zhang Gangfeng, et al. Research review and prospects of natural disasters regionali-za-tion in China[J]. Geographical Research, 2017, 36(8): 1401-1414.

[8] Skakun S, Kussul N, Shelestov A, et al. Flood hazard and flood risk assessment using a time series of satellite images: A case study in Namibia[J]. Risk Analysis, 2014, 34(8): 1521-1537.

[9] Hu Gang, Li Anchun, Liu Jian, et al. High resolution records of flood deposition in the mud area off the Changjiang River mouth during the past century[J]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 2014, 32(4): 909-920.

[10] Wang Minjie, Zheng Hongbo, Xie Xin, et al. A 600-year flood history in the Yangtze River drainage: Compari-son between a subaqueous delta and historical records[J]. Chinese Science Bulletin, 2011, 56(2): 188-195.

[11] 田元. 近百年來東海內(nèi)陸架泥質(zhì)區(qū)事件沉積的識(shí)別和重建[D]. 青島: 中國海洋大學(xué), 2015. Tian Yuan. Recognition and reconstruction of even depo-sits from the mud area in the inner shelf of the East China Sea in the past 100 years[D]. Qingdao: Ocean University of China, 2015.

[12] Zhan Wang, Yang Shouye, Liu Xiaoli, et al. Recon-struction of flood events over the last 150 years in the lower reaches of the Changjiang River[J]. Chinese Science Bulletin, 2010, 55(21): 2268-2274.

[13] 劉明. 長江水下三角洲高分辨沉積記錄及其對(duì)氣候環(huán)境事件的響應(yīng)[D]. 青島: 中國海洋大學(xué), 2009. Liu Ming. High-resolution sedimentary records in the subaqueous Yangtze Rive Delta and their responses to climate and environment changes[D]. Qingdao: Ocean University of China, 2009.

[14] Meng Jia, Yao Peng, Bianchi T S, et al. Detrital phosphorus as a proxy of flooding events in the Changjiang River Basin[J]. Science of the Total Environment, 2015, 517: 22-30.

[15] Milliman J D, Shen Huangting, Yang Zhuosheng, et al. Transport and deposition of river sediment in the Chang-jiang estuary and adjacent continental shelf[J]. Continental Shelf Research, 1985, 4(1-2): 37-45.

[16] Guo Zhigang, Lin Tian, Zhang Gan, et al. The sedimentary fluxes of polycyclic aromatic hydrocarbons in the Yangtze River Estuary coastal sea for the past century[J]. Science of the Total Environment, 2007, 386(1): 33-41.

[17] 張瑞, 潘少明, 汪亞平, 等. 長江河口水下三角洲210 Pb分布特征及其沉積速率[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2009, 27(4): 704-713. Zhang Rui, Pan Shaoming, Wang Yaping, et al. Sedimentation rates and characteristics of radionuclide 210Pb at the subaqueous delta in Changjiang Estuary[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2009, 27(4): 704-713.

[18] 劉升發(fā), 王昆山, 劉焱光, 等. 長江口泥質(zhì)區(qū)沉積物顏色反射率指示的近百年來東亞季風(fēng)變遷[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2013, 31(2): 331-339. Liu Shengfa, Wang Kunshan, Liu Yanguang, et al. Color reflectance record of the Yangtze River mud area sediments during the Past 100yr and its implications for East Asian monsoon variation[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2013, 31(2): 331-339.

[19] 劉瑩, 翟世奎, 李軍. 長江口與閩浙沿岸泥質(zhì)區(qū)現(xiàn)代沉積記錄及其影響因素[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2010, 30(5): 1-10. Liu Ying, Zhai Shikui, Li Jun. Depositional records in the mud areas of Changjiang Estuary and off Min-Zhe coast and their influence factors[J]. Marine Geologyand Quaternary Geology, 2010, 30(5): 1-10.

[20] 付桂. 長江口近期來水來沙量及輸沙粒徑的變化[J]. 水運(yùn)工程, 2018 (2): 105-110. Fu Gui. Recent changes of runoff, sediment discharge and suspended sediment particle size in the Yangtze estuary[J]. Port & Waterway Engineering, 2018 (2): 105-110.

[21] 萬智巍, 連麗聰, 賈玉連, 等. 近150年來長江入海流量變化的趨勢(shì)、階段與多尺度周期[J]. 水土保持通報(bào), 2018, 38(2): 14-18. Wan Zhiwei, Lian Licong, Jia Yulian, et al. Trend phases and periodic changes of discharges from Yangtze River in past 150 years[J]. Bulletin of Soil and Water Conservation, 2018, 38(2): 14-18.

[22] 彭濤, 田慧, 秦振雄, 等. 氣候變化和人類活動(dòng)對(duì)長江徑流泥沙的影響研究[J]. 泥沙研究, 2018, 43(6): 54-60.Peng Tao, Tian Hui, Qin Zhenxiong, et al. Impacts of climate change and human activities on flow discharge and sediment load in the Yangtze River[J]. Journal of Sediment Research, 2018, 43(6): 54-60.

[23] Yang S L, Xu K H, Milliman J D, et al. Decline of Yangtze River water and sediment discharge: Impact from natural and anthropogenic changes[J]. Scientific Reports, 2015, 5: 12581.

[24] 惲才興. 長江河口近期演變基本規(guī)律[M]. 北京: 海洋出版社, 2004. Yun Caixing. Recent Developments of the Changjiang Estuary[M]. Beijing: China Ocean Press, 2004.

[25] 劉連文, 陳駿, 陳旸, 等. 最近130ka以來黃土中Zr/Rb值變化及其對(duì)冬季風(fēng)的指示意義[J]. 科學(xué)通報(bào), 2002, 47(9): 702-706. Liu Lianwen, Chen Jun, Chen Yang, et al. Variation of Zr/Rb ratios on the loess plateau of central China during the last 130ka and its implications for winter monsoon[J]. Chinese Science BulletinChinese, 2002, 47(9): 702-706.

[26] Chen Jun, An Zhisheng, John Head. Variation of Rb/Sr ratios in the loess-paleosol sequences of central China during the last 130000 years and their implications for monsoon paleoclimatology[J]. Quaternary Research, 1999, 51(3): 215-219.

[27] 王順華, 張國棟, 張紀(jì)雙, 等. 東海內(nèi)陸架泥質(zhì)沉積Rb和Sr的地球化學(xué)及其古氣候意義[J]. 科技導(dǎo)報(bào), 2007, 25(3): 22-27. Wang Shunhua, Zhang Gguodong, Zhang Jishuang, et al. Geochemical studies on Rb and Sr in the mud on the inner shelf of the East China Sea and their palaeoclimate significance[J]. Science and Technology Review, 2007, 25(3): 22-27.

[28] Kristian V, Atle N, Eivind N S, et al. A Holocene record of snow-avalanche and flood activity reconstructed from a lacustrine sedimentary sequence in Oldevatnet, western Norway[J]. The Holocene, 2011, 21(4): 597- 614.

[29] 陳詩越, 王蘇民, 金章東, 等. 青藏高原中部湖泊沉積物中 Zr/Rb 值及其環(huán)境意義[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2003, 23(4): 35-38. Chen Shiyue, Wang Sumin, Jin Zhangdong, et al. Variation of Zr/Rb ratios in lacustrine sediments of the central Tibetan Plateau and its environment implications[J]. Marine Geologyand Quaternary Geology, 2003, 23(4): 35-38.

[30] 劉偉, 翟媛, 楊麗英. 七大流域水文特性分析[J]. 水文, 2018, 38(5): 79-84. Liu Wei, Zhai Yuan, Yang Liying. Analysis of hydrologic characteristics in the seven major basins[J]. Journal of China Hydrology, 2018, 38(5): 79-84.

[31] 徐明. 長江流域氣候變化脆弱性與適應(yīng)性研究[M]. 北京: 中國水利水電出版社, 2009. Xu Ming. Research on Climate Change Vulnerability and Adaptability in Yangtze River Basin[M]. Beijing: China Water Power Press, 2009.

[32] 張強(qiáng), 姜彤, 施雅風(fēng), 等. 6000aBP以來長江下游地區(qū)古洪水與氣候變化關(guān)系初步研究[J]. 冰川凍土, 2003, 25(4): 368-374.Zhang Qiang, Jiang Tong, Shi Yafeng, et al. Relationship between climate changes and the flood occurrences since 6 000 a BP in the Yangtze River Delta[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 2003, 25(4): 368-374.

[33] 施雅風(fēng), 姜彤, 蘇布達(dá), 等. 1840年以來長江大洪水演變與氣候變化關(guān)系初探[J]. 湖泊科學(xué), 2004, 16(4): 289-297. Shi Yafeng, Jiang Tong, Su Buda, et al. Preliminary analysis on the relation between the evolution of heavy floods in the Yangtze River catchment and the climate changes since 1840[J]. Journal of Lake Sciences, 2004, 16(4): 289-297.

[34] 程海云, 葛守西. 長江洪水分類指標(biāo)體系研究[J]. 人民長江, 2008, 39(8): 1-2. Cheng Haiyun, Ge Shouxi. Research for the flood classification index system in the Yangtze River[J]. Yangtze River, 2008, 39(8): 1-2.

Grain-size characteristics of sediments and sedimentary response to flood events from hole 24Z in muddy areas of the Yangtze Estuary

SHENG Chen1, 2, CHEN Bin2, 3, AN Yu-hui4, ZHANG Xin5, 6, CHEN Li-lei2, LIU Jian2, 3

(1. School of Ocean Science, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100089, China; 2. Qingdao Institute of Marine Geology, China Geological Survey, Qingdao 266071, China; 3. Laboratory for Marine Mineral Resources, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology (Qingdao), Qingdao 266071, China; 4. College of Earth Science and Engineering, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, China; 5. Faculty of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China; 6. Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100032, China)

In this study, grain size and element content were analyzed in a columnar sediment sample of a hole 24Z core in an argillaceous area of the Yangtze Estuary. According to the grain size characteristics of the sediments, the core can be divided into three stages from bottom to top. In stage A (1931—1964), the fluctuation in the particle size was small, and the range in the average-particle-size () fluctuation ranged from 5.58 to 7.65. In stage B (1964—1983), the fluctuation range of particle size was smaller than that in stage A, there was no obvious peak value in the whole stage, and thefluctuation ranged from 6.51 to 7.37. In stage C (1983—2003), the fluctuation range of the particle size increased significantly, showed multiple peaks, and thefluctuation ranged from 5.59 to 7.46. The mass ratio of elements Zr and Rb (Zr/Rb) actually reflected the relative content of coarse-grained and clay-grained minerals. The value ofZr/Rbin the 24Z pore sediments fluctuated from 1.02 to 3.59, and had many obvious peaks. Flood disasters due to the Yangtze River are some of the most frequent and serious natural disasters in China. This study represents the first attempt to reconstruct flood events at the southern end of the muddy area of the Yangtze Estuary based on the average sediment size andZr/Rb. Compared with hydrological flood records, the timing of identified flood events have been well recorded since the 1980s. This may be related to the change in the main channel of the Yangtze River. A comparison of the grain-size characteristics of flood and non-flood layers shows that the grain-size-frequency curves of flood sediments are characterized by negative skewness with high and sharp peaks, whereas the grain-size-frequency curves of non-flood layers show positive skewness and low and wide peaks. The cumulative probability curves also show that the sediments of flood layers have been subjected to stronger hydrodynamic effects during the deposition process.

grain size; muddy area of the Yangtze Estuary; flood events; mass ratio of elements Zr and Rb (Zr/Rb)

May 13, 2019

P736.2

A

1000-3096(2020)03-0074-11

10.11759/hykx20190513002

2019-05-13;

2019-09-02

中國地質(zhì)調(diào)查資助項(xiàng)目(DD20190237); 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國家實(shí)驗(yàn)室鰲山科技創(chuàng)新計(jì)劃項(xiàng)目(2016ASK13)

[The China Geological Survey Project, No.DD20190237; The Scientific and Technological Innovation Project Financially of Pilot NationalLaboratory for Marine Science and Technology(Qingdao), No.2016ASKJ13]

盛琛(1994-), 男, 山東濟(jì)寧人, 碩士研究生, 主要從事海洋沉積和地質(zhì)災(zāi)害方面的研究, 電話: 15264753886, E-mail: 1179852460@qq.com

(本文編輯: 劉珊珊)